Charakterystyka stratygraficzna, sedymentologiczna i tektoniczna retu i wapienia muszlowego

(1)

Joachim SZULC

CHARAKTERYSTYKA STRATYGRAFICZNA, SEDYMENTOLOGICZNA I TEKTONICZNA RETU I WAPIENIA MUSZLOWEGO

Litostratygrafia

Prawie kompletnie rdzeniowany profil otworu Gorzów Wielkopolski IG 1 stwarza okazję do obserwacji ciągłej sukcesji litofacji od początku retu do końca wapienia muszlowego.

W niniejszym opracowaniu zastosowano tradycyjny (nieformalny) podział retu i wapienia muszlowego z Niżu Polskiego. Zaznaczyć jednak należy, że wykształcenie litofacjalne osadów retu i wapienia muszlowego jest bardzo bliskie ich odpowiednikom z obszaru brandenburskiego.

Dotyczy to szczególnie górnej części dolnego wapienia muszlowego, którego sukcesja idealnie odpowiada trój- dzielnej formacji z Ruedersdorf, złożonej kolejno z warstw oolitowych (Oolithbaenke), warstw terebratulowych (Tere- bratelbaenke) i warstw piankowych (Schaumkalk). Zasto- sowanie jednak tego podziału dla otworu Gorzów Wielko- polski IG 1, wymaga uprzedniej redefinicji stosowanych jednostek litostratygraficznych, co wykracza poza zakres niniejszego opracowania

Chronostratygrafia

Na podstawie danych biostratygraficznych (Narkiewicz, w tym tomie), interwał dolnego wapienia muszlowego, po- między głęb. ok. 1900 m a 1830 m (czyli górnej części warstw falistych i dolnej części warstw piankowych) odpowiada pelsonowi. Także dane konodontowe wskazują, że dolna część warstw glaukonitowych górnego wapienia muszlowego, odpowiadają górnemu poziomowi illiru.

Pojawienie się pierwszych krynoidów, na głębokości 1938,0 m, pozwala przyjąć egejski wiek tego interwału (Na- wrocki, Szulc, 2000).

Stratygrafia sekwencyjna

Szczegółowe rozpoznanie facji depozycyjnych retu i wapienia muszlowego Polski oraz ich kontekstu środowi- skowego i chronostratygraficznego (Szulc, 2000; Nawroc- ki, Szulc, 2000) umożliwia, mimo ubóstwa reperów biostratygraficznych, konstrukcję schematu statygrafii sekwencji depozycyjnych z jednej strony oraz wiarygodną estymację chronostratygrafii retu i wapienia muszlowego dla profilu Gorzów Wielkopolski IG 1 z drugiej strony.

W obrębie retu wyróżniono 2 sekwencje depozycyjne – S1 i S2. Granicę sekwencji S1 stanowi interwał zastąpienia osadów klastycznych z gipsami formacji połczyńskiej, przez osady dolomityczno-anhydrytowe, najniższego retu.

Zonę maksimum transgresji (mfs) tej sekwencji definiują

wapienie bogate w faunę morską, występujące na głęb.

2028,5–2030,0 m.

Granicę sekwencji S2 stanowi poziom regolitowy z głęb. 1996,0–1996,5 m, zbudowany ze zbrekcjowanych czerwonych i pstrych mułowców z zachowanymi struktu- rami z wysychania. Zonę maksimum transgresji (mfs) se- kwencji S2 wyznacza kompleks bioklastycznych tempe- stytów wapiennych, z głębokości ok. 1975 m.

Granicę następnej sekwencji – A1, która otwiera kompleks środkowotriasowych sekwencji depozycyjnych, definiuje poziom miękkich, porowatych mułowców i dolomi- tów komórkowych z pseudomorfozami po ewaporatach, z głębokości 1971,4–1972,4 m, dokumentujący fazę emersji i subaeralnego wietrzenia osadów sebhy. Maksimum trans- gresji (mfs) sekwencji wypada na głębokości ok. 1940 m wraz z pojawieniem się pierwszych liliowców w obrębie drobnoziarnistych wapieni, reprezentujących dosyć głębo- ką strefę niżej pływową.

Za początek sekwencji A2 przyjąć można kompleks margli i kalcylutytów z powszechną domieszką miki i drobnych ziarn kwarcu, występujący na głębokości 1927,7–1934,5 m. Maksimum transgresji przypada na zonę pierwszego pojawienia się konodontów Nicoraella kockeli (Tatge), czyli na głębokości ok. 1900 m, w obrębie gruzło- wych wapieni pelitycznych.

Dolną granicę sekwencji A3 definiuje strop pakietu zdolomityzowanych i subaeralnie rozpuszczonych oolitów z głębokości 1834,5–1837,6 m. Poziom rozmytego spoiste- go dna ( firmground) z głębokości 1831,9 m precyzyjnie wyznacza maksimum transgresji sekwencji A3.

Granicę sekwencji A4 na głęb. 1786,6–1787,4 m, czyli już w środkowym wapieniu muszlowym, wyznacza war- stwa gleby kopalnej rozwinięta na zbrekcjonowanych wapieniach, dolomitach i mułowcach, z dobrze rozwinię- tymi poziomami rizoidowymi. Zona maksimum transgresji tej sekwencji przypada na interwał 1761,9–1763,1 m reprezentowany przez czarne, laminowane dolomity formo- wane w dość głębokich, dysoksycznych środowiskach sedymentacji.

Ostatnia sekwencja depozycyjna wapienia muszlowego, wyznaczona w profilu Gorzowa Wielkopolskiego IG 1, rozpoczyna sukcesję sekwencji depozycyjnych ladynu. Se- kwencja L1 rozpoczyna się warstwą stromatolitu na głębo- kości 1752,3 m. Maksimum transgresji wskazać można na głębokości 1747 m, czego dowodzi bogaty zespół fauny, zawierającej także krynoidy, czyli organizmy wskaźnikowe dla normalnomorskich, stenohalinowych warunków środo- wiskowych oraz wyraźna zmiana trendu wielkości ziarna (drobnoziarniste vs gruboziarniste). Następująca wyżej se- kwencja wysokiego stanu morza (HST) reprezentuje ustabi-

(2)

czanową i dolomityczną depozycją wczesnego retu (warstwy gipsowe I), typową dla środowiska sebhy a zakończo- ną brakicznymi utworami górnego wapienia muszlowego.

Należy podkreślić, że obszar Gorzowa Wielkopolskiego był usytuowany w triasie na północnym skłonie tzw. wynie- sienia Wolsztyna – elewacji, która biegła dalej na zachód, w kierunku Berlina. Takie uwarunkowania paleotopogra- ficzno-strukturalne implikowały z jednej strony rozwój retu i wapienia muszlowego w facjach bardziej płytkowodnych niż w otaczających od południa i północy obniżeniach oraz podobieństwo litofacjalne omawianego interwału do triasu Brandenburgii, świetnie egzemplifikowanego profilem ka- mieniołomu Rüdersdorf, pod Berlinem.

Na podstawie profilu Gorzowa Wielkopolskiego IG 1 można wyróżnić kilka etapów rozwoju basenu, którego pewnym odzwierciedleniem jest zapis sekwencji depozycyjnych omówionych wyżej.

Etap 1. Stadium sebhy.

Reprezentowane przez przekątnie warstwowane osady drobnoklastyczne oraz ewaporaty (siarczany i dolomity) wykazujące deformacje enterolityczne i zbrekcjonowanie, wynikłe ze zmiany fazy mineralnej anhydryt vs. gips, ty-

basenu.

Etap 3. Stadium laguny/sebhy.

Ten etap rozwoju basenu wskazuje na fazę regresji mor- skiej i jest reprezentowany przez warstwy gipsowe II. Osa- dy wapienne zostały zastąpione ewaporatami oraz utworami klastycznymi, w tym piaskami eolicznymi. Dla tej fazy rozwoju basenu, charakterystyczne są istotne wahania środowi- ska sedymentacji, zmieniające się między izolowaną, głębo- ką laguną, w której tworzyły się czarne anhydryty i dolomity a sebhą zdominowaną przez osady klastyczne z gipsami (fig. 31 E; N) oraz utwory typowe dla faz emersji, w tym osady eoliczne.

Etap 4. Stadium równi międzypływowej.

Osady tej fazy rozwoju basenu, reprezentowane przez warstwy z Wilczkowic, cechuje intensywna alternacja osa- dów nadpływowych, głównie pstrych mułowców z gipsem, regolitami i strukturami teepee z interwałami ingresji mor- skich, reprezentowanych przez muszlowce z Costatoria co- stata (Zenker) i tempestyty wapienne (fig. 31J–Ł).

Etap 5. Stadium płytkiej strefy niżejpływowej trans- gresji dolnego wapienia muszlowego.

Fig. 31. Utwory triasu środkowego. Ret

Zdjęcia wykonane w mikroskopie optycznym. A – zbioturowane kalcylutyty z interkalacjami piasków kwarcowych (głęb. 2034,5 m); B – muszlowiec małżowy z muszlami ułożonymi w pozycji stabilnej (głęb. 2030,3 m); C – wapienie mikrytowo-glonowe z domieszkami ziarn kwarcu (głęb. 2029,0 m);

D – zbioturbowane wapienie mikrytowe z przeławiceniami kwarcowymi (głęb. 2028,1 m); E – zbioturbowane drobnoziarniste piaskowce kwarcowe z re- deponowanymi ooidami i detrytusem anhydrytowym (głęb. 2022,7 m); F – wapienie mikrytowe z mikrooidami, małżoraczkami i otwornicami (głęb.

2027,7 m); figury G–I – detale z fig. F; J – pakston glonowy z intraklastami wapieni mikrytowych (tempestyt) (głęb. 1976,5 m); figury K–L detale fig. J;

Ł – wapień mikrytowy z domieszkami piasku kwarcowego i licznymi otwornicami (?Agathammina sp., ?Hyonella sp.) (głęb. 1976,1 m); M – piaskowce kwarcowe z mikrostrukturami pogrązowymi (głęb. 1965,5 m); N – redeponowane piaski anhydrytowe wykazujące normalne uziarnienie (głęb. 2016,2 m).

Skala dla figur A, B, D, E, F, J, Ł, N – 4 mm; C – 2 mm; G, H, I, K, L – 1 mm; M – 500 μm Deposits of the Middle Triassic. Roetian

Photographs taken in optical microscope. A – bioturbated calcilutites with some quartz interlayers (depth 2034.5 m); B – Pelecypod coquina with shells arranged in stable position (depth 2030.3 m); C – algal-micritic limestones with some quartz impurities (depth 2029.0 m); D – bioturbated calcilutites with some quartz interlayers (depth 2028.1 m); E – bioturbated, fine grained sandstones including redeposited rare ooids and anhydrite debris (depth 2022.7 m);

F – micritic limestones with microoids, ostracods and forams (depth 2027.7 m). For details see Fis. G–I; J – algal packstone with intraclasts (tempestite?) (depth 1976.5 m); K and L – long and cross section of the algal tubes from Fig. J; Ł – calcilutites with some quartz grains and forams (?Agathammina,

?Hyonella) (depth 1976.1 m); M – quartz sandstones with load deformations (1965.5 m); N – reworked and redeposited anhydritic sands displaying normal grading (depth 2016.2 m). Scale bars: 4 mm in Figs. A, B, D, E, F, J, Ł, N; 2 mm in Fig C; 1 mm in Fig. G, H, I, K, L; 500 μm in Fig. M

(3)

A B C

D E F

G H I

J K L

Ł M N

(4)

gresji dolnego wapienia muszlowego.

Osady tej fazy rozwoju basenu obejmują warstwy fali- ste i najniższą część warstw piankowych. Dominują drobnoziarniste osady wapienne (kalcysiltyty i kalcylutyty), ciemnej barwy z marglami, reprezentujące środowiska głębszej strefy niżejpływowej. Dominują struktury niskokątowe warstwowania przekątnego, typowe dla dystalnych tempestytów.

O dominacji normalnych wód morskich świadczy wy- stępowanie krynoidów. Wydaje się jednak, że środowisko wykazywało dłuższe okresy deficytu tlenowego, czego dowodzi incydentalne jedynie pojawianie się fauny skorupowej (głównie muszlowców cienkoskorupowych małży i terebratulidów) (fig. 32D). Poprawa natlenienia w dłuż- szych okresach czasu umożliwiała rozwój infauny, w tym krabów, budujących kanały Thalassinoides. Efektem bioturbacji jest częsty gruzłowy charakter kalcylutytów Powszechnym składnikiem kalcylutytów i kalcysiltytów są otwornice (fig. 32E–H).

W warunkach obniżonej energii dochodziło też do wstrzymania sedymentacji i tworzenia spoistych den (firm- ground).

Etap 7. Stadium spłycającej się strefy niżejpływowej transgresji dolnego wapienia muszlowego.

W miarę czasu basen ulegał wypełnieniu tworzonymi w nim osadami wapiennymi, co prowadziło do jego stop- niowego spłycania. Dowodzi tego stopniowe grubienie frakcji osadów wapiennych (kalkarenity) oraz pojawianie się oolitów. Dominuje kopułowe warstwowanie przekątne typowe dla falowania burzowego.

Istotnym wskaźnikiem trendu spłycającego się jest do- lomityzacja niektórych warstw oolitowych oraz ich poro-

(głębszej laguny), rozdzielone ekstremalnie płytkowodnymi utworami sebhy ze stromatolitami oraz glebą kopalną, z dobrze wykształconym systemem korzeni roślin naczynio- wych. Taka dwudzielna budowa środkowego wapienia muszlowego jest powszechna w całym basenie germańskim, stąd jej geneza ma niewątpliwie przyczyny eustatyczne.

Etap 9. Stadium głębszej strefy niżejpływowej trans- gresji górnego wapienia muszlowego.

Stopniowe pogłębianie zbiornika, rozpoczęte osadami laguny górnej części środkowego wapienia muszlowego trwało aż do fazy rozwoju normalnomorskich warunków basenowych warstw glaukonitowych górnego wapienia muszlowego. Basen w tym czasie był płytki, ale dobrze przewietrzany, głównie za sprawą falowania sztormowego, czego dowodzi dość grube ziarno osadów wapiennych i dominujące warstwowanie kopułowe oraz bogaty zespół fauny skorupowej i glonów wapiennych (fig. 34A–H; K).

Obecność krynoidów w górnym wapieniu muszlowym profilu Gorzowa Wielkopolskiego IG 1 dowodzi, że ta część basenu była zasilana ingresjami morskimi przycho- dzącymi od zachodu, czyli od tzw. Bramy Zachodniej. W tym samym czasie bowiem dotychczasowe połączenia basenu germańskiego z Oceanem Tetydy przez bramy południo- wo–wschodnie (tj. Śląsko-Morawską i Wschodniokarpac- ką) były ograniczone, czego dowodem jest brak fauny nor- malnomorskiej w górnym wapieniu muszlowym Polski po- łudniowej.

Etap 10. Stadium płytkiej strefy niżejpływowej trans- gresji górnego wapienia muszlowego.

Po zatrzymaniu transgresji górnego wapienia muszlowego basen uległ stopniowemu spłycaniu, a z obszarów lądu, był dostarczany materiał klastyczny, a nawet detrytus ro-

Fig. 32. Utwory triasu środkowego. Muszlowce

Zdjęcia wykonane w mikroskopie optycznym. A – muszlowiec małżowy z muszlami ułożonymi w pozycji stabilnej (głęb. 1962,5 m); B – tempestyt zło- żony z detrytusu małżoraczków (głęb. 1958,3 m); C – dolomikryt z pseudomorfozami po gipsie (głęb. 1949,0 m); D – pakstony glonowe (głęb. 1938,0 m);

E – wakstony z pojedynczymi otwornicami (głęb. 1870,0 m); F – detal z fig. E; widoczne małżoraczki i otwornice nodosarida; G – pakstony otwornico- we z Glomospira densa (głęb. 1866,0 m); H – detal z fig. G. Skala dla figur A, B, D – 4 mm; C – 500 μm; E – 2 mm; G – 1 mm; F i H – 600 μm

Deposits of the Middle Triassic. Coquina

Photographs taken in optical microscope. A – pelecypod coquina composed of shells arranged in stable position (depth 1962.5 m); B – distal tempestite com- posed of graded ostracod debris (depth 1958.3 m); C – dolomicrite with gypsum pseudomorphs (depth 1949.0 m); D – algal packstone (depth 1938.0 m);

E – wackstone limestone with dispersed ostracods and forams (white spots) (depth 1870.0 m); F – detail of Fig. E – close-up of ostracod shell and Nodosira forams are visible; G – foraminiferal packstone dominated by lumps of Glomospira forams (depth 1866.0 m) (see Fig. H). Scale bars: 4 mm in Figs. A, B, D;

500 μm in Fig. C, 2 mm in Fig. E; 1 mm in Fig. G; 600 μm in Figs. F and H

(5)

A B

C D

F E

G H

(6)

Zdjęcia wykonane w mikroskopie optycznym. A – wapienie mikrytowe z rozproszonymi pseudomorfozami po kryształach celestynu (głęb. 1811,6 m);

B – syndepozycyjne spękania i upłynnienia wapieni mikrytowych (głęb. 1805,2 m); C – brekcje syndepozycyjne w wapieniach mikrytowych (głęb.

1801,3 m); D – zestaw dystalnych tempestytów złożonych z mułu dolomitowego i piasków anhydrytowych (głęb. 1797,0 m); E – gruzły anhydrytu w dolomikrytach (głęb. 1786,0 m); F – detal z fig. 5 (nikole skrzyżowane); G – anhydryty warstwowane z domieszką materiału ilastego (głęb. 1769,0 m); H – dolomikryty z gruzłami anhydrytu w spągu warstwy (głęb. 1766,3 m); I – alternowane anhydryty i dolomity wykazujące normalną gradację ziarna (głęb. 1759,0 m). Skala dla fig. A – 1 mm; B – 4 mm; C, D, E, G, H, I – 2 mm; F – 500 μm

Photographs taken in optical microscope. A – micritic limestones with dispersed coelestite pseudomorphs (depth 1811.6 m); B – synsedimentary cracking and liquefication in micritic limestones (depth 1805.2 m); C – synsedimentary breccia in micrictic limestones (depth 1801.3 m); D – set of ditsal tempes- tites composed of dolomitic mud and anhydrite sands (depth 1797.0 m); E – dipslacive anhydrite nodules developed in dolomicrite sediments (depth 1786.0 m); F – detail of Fig. 5, ×-nicols; G – graded anhydrite layers with clay seams (depth 1769.0 m); H – dolomicrite sediments with anhydrite nodules (depth 1766.3 m); I – alternated, normal graded dolomites and anhydrites (depth 1759.0 m); scale bars: 1 mm in Fig. A; 4 mm in Fig. B; 2 mm in Fig. C, D, E, G, H, I 500 μm in Fig. F

D E F

I G H

(7)

A B C

F D E

G H I

K L J

Zdjęcia wykonane w mikroskopie optycznym. A – zbioturbowane, przekątnie warstwowane kalcyluty i kalcysiltyty (głęb. 1746,1 m); B – wapienie bioklastyczne z małżami i ślimakami (głęb. 1742,0 m); C – wapienie bioklastyczne z małżami, ślimakami, brachiopodami, serpulami i glonami wa- piennymi z gniazdowym anhydrytem (głęb. 1742,9 m); D – detal z fig. C – cement anhydrytowy, (nikole skrzyżowane); E – detal z fig. C – widoczny fragment muszli brachiodpoda; F – detal z fig. C – widoczne intraklasty i rurka serpuli; G – wapienie bioklastyczne z mikrogastropodami i inkrustu- jącymi serpulami (głęb. 1740,0 m); H – tempestyt dystalny z drobną brekcją kostną w spągu warstwy (głęb. 1739,3 m); I – muszlowiec małżowy (pakston) (głęb. 1733,5 m); J – wapienie gruzłowe ze stropowej części górnego wapienia muszlowego; K – wapienie mikrytowe z detrytusem małży i serpul (głęb. 1744,0 m); L – muszla małża zastąpiona kalcytem blokowym, inkrustowana ostrygą Placunopsis sp. (głęb. 1724,0 m). Skala dla figur A, B, C, I, J –4 mm; H – 2 mm; D, E, F, G – 800 μm; K i L – 300 μm

Photographs taken in optical microscope. A – cross stratified, bioturbated fine-grained limestones (depth 1746.1 m); B – bioclastic limestones com- posed of pelecypod and gastropod debris (depth 1742.0 m); C – bioclastic limestones composed of pelecypod, gastropod, brachiopod, serpulid and algal debris and comprising nets of anhydrite cement (depth 1742.9 m); D – detail of Fig. C – anhydrite cement (×-nicols); E – detail of Fig. C – brachiopod (punctata) shell; F – detail of Fig. C – close-up of intraclasts and serpulid tube; G – bioclastic limestones with microgastropods and encrusting ser- pulids (depth 1740.0 m); H – distal tempestite encompassing fine grained bone breccia in the bottom layer (1739.3 m); I – pelecypod packstone (depth 1733.5 m); J – nodular limestones from the topmost part of the Muschelkalk deposits (depth 1744.0 m); K – micritic limestones with debris of pelecy- pod and serpulid fabrics (depth 1744.0 m); L – pelecypod shell (replaced by blocky calcite) encrusting by Placunopsis oyster shell (depth 1724.0 m).

Scale bars: 4 mm in Fig. A, B, C, I, J; 2 mm in Fig. H; 800 μm in Fig. D, E, F, G; 300 μm in Fig. K and L

(8)

interesujące są tzw. deformacje sigmoidalne, powstające w wyniki bocznego ścinania częściowo zlityfikowanego osadu przez przechodzące poprzeczne fale sejsmiczne. Ta- kie deformacje częste są w interwale przejściowym warstw marglistych i warstw falistych.

Przejawy tektoniki syndepozycyjnej w triasie środkowym

W badanym profilu stwierdzono występowanie licz- nych syndepozycyjnych deformacji plastycznych i kru-